Nn Tlg和纳米
让nn«1, ng«1和纳米«1。在这种情况下,根据Golitsyn \ j / F的函数可以被其极限值(等于团结)对应于零值的时候,Il9,嗯。有限的假设是否存在极限函数的ipF(换句话说,完成自相似性参数神经网络,II9和海里)代表一个假说形成的基础理论。应用程序的这个假设让我们获得一个简单的公式的总动能E大气环流。的确,对于给定的假设,
E = 2 n (fa) it8c;ll2q1/8a3 (5.2.1)
因子2 n的介绍了为了方便。
另一方面,E = \ (Ana2mA) V2, V是大气运动的均方根速度。因此,依照(5.2.1)
V =((27日)1/2ma“1/2 (/ < t) 1/8cp - 8 V / a2 (5 - 2.2)
接下来,如果大气的对流热传输是平衡的长波辐射进入太空,也就是说,mAcpV ^ - ^ (fa) T4 (5.2.3)
na / 2
5 t特征equator-to-pole温差,然后替换表达式的V和Tr (5.2.3)
圣=我ll2mAll2 (fayilsc-ll2qll8a-1 (2 n)。(5.2.4)
我们注意到现在地球的条件不平等nn«1无效(地球,IIQ = 1.43)。不过,估计之间的协议获得的帮助下(5.2.1)(22)和(5.2.4)和观测数据结果是令人满意的。这表明,相似理论在这种情况下,可以使用。
为了考虑两种媒体的存在——大气和海洋——和它们之间交互的流程Zilitinkevich Monin相似理论的提出修改如下。首先,他们取代了方程(5.2.3)的热量预算方程海洋大气系统平均在整个年度周期随时间和赤道之间的球体表面和一些固定的纬度(说,cp = 7 r / 4)。这个方程,假设没有通过赤道的热传输,是写在形式
(。MHTa + MHT0) = RA (5.2.5)
在佛蒙特
马MHTA = c - a是经向热传输大气中在纬度(p = n / 4,指单位面积的球面带0 < < p < n / 4;MHT0是海洋的经向热传输标准化以同样的方式;RA是平均(检查皮带)辐射通量在大气的上限;v是风速的子午组件;overbar意味着平均纬度圈的q > = n / 4。
第二,净辐射通量RA (cp) = FH < p) - F \ >)在大气的上边界设置成比例的差异在底层表面温度Ts (p = n / 4 T0和其全球平均价值。替换表达式的短波吸收太阳辐射通量Fl (cp) = (4 / n)问因为< p和冰面长波辐射通量英尺(< p) = (l + b0 (Ts - T0) / T0)为RA的关系(q >) ~ (Ts - T0)产量
Ts-T0 = ST0 (cos (p - n / 4) (. 5.2.6)
这里ST0 = (TE - TP)的年度平均差底层表面温度在赤道(TE)和极(TP);b0 = 2.6是数值常数。
(p = 0和cp = n / 2(. 5.2.6)接下去
Te-T0 = ST0 (1 - n / 4);TP - T0 = ~ OT0 (5.2.8)
从(5.2.7),场均超过域0 < < p < n / 4和使用比例
连接的平均温度Tr即将离任的排放与全球平均气温T0潜在的表面,看起来
RA =提单(l-b2O ^ j (5.2.10)
b1 = 0.16和b2 = 1.8新的数值常量;提到的这些和其他所有常量值以下是借用Zilitinkevich和Monin (1977)。
第三,在描述经向大气中的热量传输MHTA Zilitinkevich和Monin建议平均产品vT的主要贡献是由天气速度和温度的相关性干扰,这些干扰的基本机制在分层大气纬向流的斜压不稳定。在这种情况下vT ~ aTav, crv ~ Lu / erx ~ LST0 /一个是均方根速度和温度的干扰;L ~ nj / 2 cr / Q是斜压扰动的横向规模成正比罗斯比的变形半径;IIT = ((/ c - l) / / c) (l - y /丫)«0.1是描述大气垂直分层的无因次组合;丫和y是绝热和实际大气中垂直温度梯度。
用vT MHTA和使用IIm的定义和神经网络得到
MHTA U = ^ ^ q (5.2.11)
在b3«12是一个常数。
垂直质量加权平均纬向风速u(5.2.11)出现。找到它,不同的模拟热的风公式
{l = b * c15T} > nn Tr
使用。它遵循地转与零用钱的流体静力学方程,克拉珀龙方程和近似平等dp / p x 5 T / T;p是大气压强,b4 = 0.35是数值常数。
最后,在估算经向热传输MHT0海洋中假定平均全年的总热量进入海洋区域检查必须平衡的子午运输,即(2/3)Q0 = MHT0 Q0产生的热通量在海气界面指单位面积2钠分子罪7 t / 4的带状带0 < (p < 7 i / 4;2/3的因素是海洋的一部分区域带的(相对的海洋区域域检查)。
还可以预见水温度的季节和纬度的变化包含而不是整个海洋层厚度只有上活跃,而垂直差异在温度低的表面和海洋活性层的边界区域带0 < < p < ii /横向温差成正比< 5 tw = (Te - 7 j), Tt是大海的地方水冻结温度。考虑这些假设垂直热流被定义为Q0 /少= kn ^ ^ T / h, h是活性层的厚度;kH有效垂直热扩散系数包括垂直和水平之间的比例系数在海洋温差;p0c0是海水的体积热容。
Q0 /少写上面的表达式包含两个新的未知数kH和h。第一个是发现强烈的存在条件的稳定分层在活性层。在这种情况下,通量理查森的号码
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